地质力学学报  2020, Vol. 26 Issue (5): 714-730
引用本文
彭建兵, 王启耀, 庄建琦, 冷艳秋, 范仲杰, 王少凯. 黄土高原滑坡灾害形成动力学机制[J]. 地质力学学报, 2020, 26(5): 714-730.
PENG Jianbing, WANG Qiyao, ZHUANG Jianqi, LENG Yanqiu, FAN Zhongjie, WANG Shaokai. Dynamic formation mechanism of landslide disaster on the Loess Plateau[J]. Journal of Geomechanics, 2020, 26(5): 714-730.
黄土高原滑坡灾害形成动力学机制
彭建兵1, 王启耀2, 庄建琦1, 冷艳秋1, 范仲杰3, 王少凯1    
1. 长安大学地质工程与测绘学院, 陕西 西安 710054;
2. 长安大学建筑工程学院, 陕西 西安 710061;
3. 长江科学院水土保持研究所, 湖北 武汉 430010
摘要:滑坡灾害是威胁黄土高原人民生命和财产安全、城镇与重大工程建设与运营的重大地质问题。针对黄土高原滑坡灾害形成的动力学机制问题,在大量的调查统计、试验与理论分析基础上,总结得出区域构造应力是黄土高原滑坡高发的主要驱动力,它是滑坡分区分带群发的控制因素,是黄土滑坡的"第一元凶";边坡构造应力既造就了结构面,又不断地改造和松动着结构面,持续地肢解着边坡的完整性,它是单体滑坡形成的主要驱动力,是黄土滑坡的"第二元凶";黄土是一种特殊的结构土,具有极强的水敏性,在土体应力驱动下极易灾变,黄土的这种易灾特性是土体灾变的内在原因,是黄土滑坡的"第三元凶";大量的滑坡发生都与水有关,地表水大量渗入黄土浅表部,会引起浅表崩塌和溜滑灾害,而当水沿着微、细、宏观优势通道进入黄土深部后,就可能引起深层滑坡,因此,动水渗透作用是黄土滑坡的"主凶";工程扰动既会改变边坡原有的应力状态,进而扩展和松动已有的结构面,现今,工程扰动已经成为一种诱发地质灾害的重要地质营力,是黄土滑坡的"帮凶"。
关键词滑坡    黄土高原    动力学机制    区域构造应力    动水渗透作用    工程扰动    
DOI10.12090/j.issn.1006-6616.2020.26.05.059     文章编号:1006-6616(2020)05-0714-17
Dynamic formation mechanism of landslide disaster on the Loess Plateau
PENG Jianbing1, WANG Qiyao2, ZHUANG Jianqi1, LENG Yanqiu1, FAN Zhongjie3, WANG Shaokai1    
1. School of Geological Engineering and Geomatics, Chang'an University, Xi'an 710054, Shannxi, China;
2. School of Civil Engineering, Chang'an University, Xi'an 710061, Shannxi, China;
3. Changjiang River Scientific Research Institute, Wuhan 430010, Hubei, China
Abstract: Landslide disaster is a major geological problem that threatens the safety of people's life and property, and the construction and operation of towns and major projects on the Loess Plateau. Aiming at the dynamic formation mechanism of landslide on the Loess Plateau, based on a large number of investigation, statistics, tests and theoretical analysis, following conclusions were drawn: The regional tectonic stress is the main driving force for high occurrence of landslides. It is the controlling factor for landslides ocurring in different zones and belts and the first internal cause. The tectonic stress of the slope not only creates the structural surface, but also continuously alters and loosens the structural surface and dismembers the integrity of the slope. It is the main driving force for the formation of single landslide and the second internal cause of loess landslide. Loess is a kind of special structural soil with strong water sensitivity, which is prone to disasters under soil stress drive. This disaster-prone property of loess is the internal cause of soil disaster and the third internal cause of loess landslide. A large number of landslides are related to water. Surface water penetrates into the shallow surface of loess in large quantities, which will cause shallow surface collapse and sliding disasters. When water enters the deep loess along the micro, fine and macroscopic dominant channels, it may cause deep-seated landslides. Thus, the seepage of dynamic water is the major external cause of loess landslide. Construction disturbance will not only change the original stress state of slope, but also expand and loosen the existing structural plane. Nowadays, construction disturbance has become an important geological agent to induce geological disasters and is the secondary external cause of loess landslide.
Key words: landslides    Loess Plateau    dynamic mechanism    regional tectonic stress    seepage of dynamic water    construction disturbance    
0 引言

黄土高原地处干旱—半干旱地区,地质生态环境十分脆弱,水土流失严重,滑坡、崩塌灾害频发,给当地的工农业生产以及人民的生命财产安全带来巨大的威胁。据统计,全国有近1/3的滑坡发生在黄土地区(Zhou et al., 2002),这些数以万计规模不等的滑坡,常导致交通中断、河渠堰塞、农田破坏、厂矿摧毁、村庄掩埋和人畜被压等灾难事故,成为威胁黄土地区人类的生命和财产安全、城镇与重大工程建设及运营安全的重大地质问题。随着国家“一带一路”战略的推进,黄土地区的经济将得到更大发展,人类工程活动将越来越强烈,遇到的地质灾害问题将迅速增多,黄土滑坡成为黄土地区人居与城镇建设安全的重大隐患。

中国的黄土滑坡研究始于20世纪50年代,当时在西北地区开展了一系列大型的工程建设,由此遇到了许多滑坡灾害问题。特别是陇海铁路宝天段改建工程遇到了大量的滑坡,典型的有1955年发生的宝鸡卧龙寺滑坡,该滑坡体积约2000×104 m3,将坡脚处陇海铁路向南推出110 m(王恭先和廖小平,1996)。20世纪80年代,黄土高原进入了滑坡灾害频发的活跃时期,发生了一系列重大滑坡灾害。例如1983年在甘肃省东乡县发生的洒勒山滑坡,体积约3100×104 m3,滑距超过1000 m,摧毁了3个村庄,死亡237人(张继文,1983);1984年在陕西省泾阳县发生的蒋刘滑坡,摧毁了塬下东河滩村,死亡20人,重伤20人(刘忠义和康文龙,1986);1984年8月,陇南、天水因降大暴雨诱发了938处黄土滑坡,造成了巨大的人员伤亡和财产损失。此后,国内工程地质界掀起了黄土滑坡的研究热潮,学者分别从黄土滑坡实例分析、黄土滑坡的类型及特征、黄土滑坡的影响因素、黄土滑坡的成因机理、黄土滑坡的运动及致灾机理、黄土滑坡的监测预报和黄土滑坡防治等各个方面开展了大量研究(刘祖典,1989彭建兵等,1992王家鼎,1992雷祥义, 1995)。

进入21世纪之后,随着中国经济建设快速发展,黄土滑坡研究在下面两个因素的带动下出现了新的研究热潮,一是原国土资源部启动了一系列水工环地质调查项目,二是大量的工程建设面临或诱发了大量的滑坡。这期间的黄土滑坡研究不但有大量工程建设的直接需求,而且有了国家层面的重视与财政支持,因此参与研究的科研院所与勘察设计单位众多。从研究成果来看,该时段的研究不仅更进一步丰富了黄土滑坡的实例数据库,还归纳总结出了一些黄土滑坡成因机理和致灾模式,提出了更趋合理的工程治理措施(王念秦,2004徐张建等,2007李同录等,2007许领等,2008张茂省和李同录,2011Zhuang et al., 2018)。

尽管黄土滑坡的研究成果已经颇多,但是由于黄土土性的特殊性、边坡地层结构的复杂性、加之人类工程活动的类型越来越多、规模越来越大等原因,黄土滑坡的问题还远没有得到完全的解决,在多个方面亟需开展深入的研究。30年来,本文作者团队一直植根在黄土高原上,先后承担了大量的黄土滑坡研究项目,追踪和寻找着黄土滑坡的“真凶”,探究着黄土沉积层滑移大变形规律与动力学机制(彭建兵等,2019),本文即是多年研究的部分成果小结。

1 区域构造应力驱动下的滑坡孕育机制

黄土高原自西而东由三个块体组成:西部为活动的甘青构造块体,中部为超稳定的鄂尔多斯块体,东南边缘带为活动的汾渭地堑构造带(图 1)。巨厚的黄土广覆在这三大不同构造单元的基底之上,并受三个构造块体的活动影响。甘青地块被西南侧的青藏高原挤压,各次级构造块体向东南方向运动,块间断裂呈左旋扭动,造成断裂带地震多发和岩土体破碎,其伴生的次级断裂对完整的边坡结构体产生破坏,使其强度降低,易于潜蚀,形成滑坡沿区域断裂构造带成带集中发育的格局;鄂尔多斯块体第四纪以来持续阶段性隆升,使得黄土塬整体地势显著增高,周围土层处于侧向卸压状态,导致塬体三向应力状态的改变,黄土边坡势能增大,河流和沟谷发育,黄土塬面破碎解体,梁、峁地貌发育,形成利于滑坡发育的临空地形;相对其两侧的高原和山脉汾渭构造带数千万年来持续伸展沉陷,盆内次级断块的差异沉降运动,块间断裂的伸展活动,形成了台塬与洼地相间的地貌格局(刘林和芮会超,2018),为滑坡成带发育提供了地貌条件和构造条件(彭建兵等,1992)。

①—西秦岭北缘断裂;②—拉脊山断裂;③—日月山断裂;④—海原断裂带;⑤—六盘山断裂带;⑥—北山断裂带;⑦—吕梁山断裂带;⑧—太行山断裂带;⑨—秦岭北缘断裂带 图 1 黄土高原地质构造略图 Fig. 1 Sketch of the geological structure of the Loess Plateau

通过调查和收集黄土高原14544个滑坡,发现尽管这些滑坡在滑坡因素的各个方面差异很大,但在滑坡群集分布方面,表现出明显的区带性,黄土高原可分为八个滑坡高发区带,分别是:临夏-陇西-天水区,西宁-兰州-定西区,靖远-西吉-静宁区,海原-固原-平凉区,陇东区,陕北区,吕梁区和汾渭盆地区(Peng et al., 2019)。显然,黄土高原滑坡区域上的分区和分带主要由区域地质构造控制,区域构造应力是黄土高原滑坡分区分带群发的主要驱动力,它是黄土滑坡的“第一元凶”。具体由如下五个构造带所主导。

(1) 西秦岭北缘断裂带

西秦岭北缘断裂带是在青藏高原隆升东挤作用驱动下形成的, 东起宝鸡,西至祁连山,近东西向转北西向延伸,长750 km,宽10~20 km, 由数条近平行的断层组成的逆冲推覆构造系统。第四纪时期,以左旋水平扭动为主,全新世中后期活动增强。断裂带周围黄土节理裂隙发育(图 2),有的直通地表,导致边坡体内产生大型分离面,形成优势通道,水的入渗软化基座进一步降低边坡的稳定性,在动、静水压的持续作用下,老滑坡复活或产生新的滑坡,从而控制了临夏-陇西-天水黄土滑坡的群发。2013年12月16日发生的天水刘家堡滑坡就是由该断裂带控制。

a—西秦岭北缘断裂带影响区的小断层带;b—2013年12月16日天水刘家堡滑坡 图 2 西秦岭北缘断裂带及天水刘家堡滑坡 Fig. 2 Fault zone at the northern margin of the Western Qinling Mountains and the Liujiapu Landslide

(2) 六盘山构造带

六盘山构造带位于宁夏、甘肃和陕西三省交界,总体呈北北西向展布,北起甘肃景泰县,南达陕西宝鸡市,全长420 km。该构造带可分为西缘构造带和东缘构造带两部分,西缘构造带位于六盘山构造带弯曲的内侧,地应力集中,岩层断裂发育,形成靖远-西吉-静宁滑坡高发带;东缘构造带为全新世逆冲活动断裂,还产生一系列伴生平行排列的张性断裂,断裂走向与主干断裂斜面成锐角指向北西,沿这些张性断裂发育了许多平行排列的河流,如泾河、小路河、大路河和洪水河等(图 3a)。挽近构造运动使南部抬升,迫使河流侵蚀北岸,触发了大量沿河滑坡。东缘构造带明显控制着海原-固原-平凉滑坡高发带。如发生于泾河北岸的平凉市大路村滑坡(图 3b)就由该构造带控制。

a—六盘山东缘构造带伴生的张性断裂带所发育的河流及沿河黄土滑坡;b—泾河北岸所触发的平凉市大路村滑坡群 图 3 六盘山构造带及由其控制发育的滑坡 Fig. 3 Liupanshan tectonic belt and the landslides controlled by it

(3) 甘青北西向构造带

甘青北西向构造带间断出露在西秦岭北缘构造带和六盘山构造带中间,并与上述两个构造平行展布,整体走向呈NW300°,总长350 km。该构造带受甘青块体隆升东挤作用的影响,呈现出左旋扭动的特征,但活动幅度明显小于南北两平行构造带。在该构造带沿线的湟水河盆地、兰州盆地、通渭盆地和秦安盆地(图 4a)的边缘地带发育大量的黄土-泥岩滑坡,形成海东-兰州-通渭滑坡高发带。如发生于白驼河南岸的天水市林屲村滑坡(图 4b)由该构造带控制。此外,该构造带为现代活动断裂带,1718年发生通渭7.5级地震,并诱发大量地震滑坡,造成了重大的人员伤亡和财产损失。

a—秦安盆地构造及黄土滑坡;b—位于白驼河南岸的林屲村滑坡 图 4 秦安盆地边缘滑坡 Fig. 4 Landslides at the edge of the Qin′an Basin

(4) 鄂尔多斯台地隆起南带

鄂尔多斯台地隆起南带,又称为“中央环状构造”,东部为吕梁山脉,西部为六盘山脉,可划分为西部陇东地块和东部陕北地块两个二级地块。该隆起带为典型的塬、梁、峁地貌隆起带,上新世为大型山间坳陷盆地,第四纪黄土地层沉积连续,厚120~180 m。北部以梁、峁地貌为主,中南部以黄土塬为主。在青藏高原持续隆升的状态下,由于鄂尔多斯地块的左旋和汾渭盆地的伸展沉陷,导致在北山山前断裂带的正断层上盘下降,下盘急剧上升,从而形成鄂尔多斯地台南部上升强烈和北部相对稳定的状态。在此种轻微掀斜的状态下,东西流向的河流普遍向北岸侧蚀,因而滑坡分布集中于河流北岸(图 5a)。同时,在持续隆升作用下,黄土地貌解体加剧,塬解体为梁,梁破裂成峁,并伴生有大量的古滑坡、老滑坡和新滑坡的发生,从而形成了陇东、陕北和吕梁等三个滑坡高发区。如发生于延河北岸的延安市杨山输油站滑坡(图 5b)由该隆起带控制。

a—鄂尔多斯台地隆起影响下的滑坡分布图;b—位于延河北岸的延安市杨山输油站滑坡 图 5 陕北滑坡分布及杨山输油站滑坡 Fig. 5 Distribution of landslides in Northern Shannxi and the landslide in the Yangshan Oil Transfer Station

(5) 汾渭盆地构造带

汾渭构造盆地,又称为汾渭地堑系,是中国大陆内一条重要的拉张断陷带,属鄂尔多斯地块的东缘断陷地带,北起山西省大同市,南达陕西宝鸡市,全长1200 km,宽30~60 km,总体呈北北东向,平面上呈“S”型展布。其中发育滑坡的盆地自北而南包括大同盆地、忻定盆地、太原盆地、临汾盆地、运城盆地和渭河盆地等六个盆地。这些盆地均受两侧边界断裂控制,滑坡沿这些盆缘断裂带发育,盆地内部还发育大量的北西向、东西向、北北东向和北东向活断层,受不同方向断裂的分割,各盆地基底破碎,多组断裂相互穿插错动时,由于活动强烈程度的差异,形成次一级的地堑或地垒,在地表形成台地和凹陷相间的地貌格局,滑坡沿这些地貌边界带成带发育。如该构造带内的眉县郭何村断裂(图 6a)控制着该区塬边滑坡(图 6b)的群发。

a—汾渭盆地构造带西段伴生次级断层;b—宝鸡塬边滑坡群 图 6 渭河西段断裂及沿线滑坡 Fig. 6 Faults and landslides on the west section of Weihe
2 黄土边坡地质结构的控滑机制

黄土边坡土体看似均匀,实际上普遍发育着断层、构造节理、垂直节理、卸荷裂隙和软弱层面等复杂的结构面。前四类常构成边坡土体滑移的分离面,后者常构成边坡土体滑移的底滑面。这些结构面主要由构造应力、卸荷应力和湿陷变形应力作用所形成,在滑坡的孕育阶段构成坡体的分割面,在滑坡启动阶段构成坡体裂解面,在滑坡运动阶段放大了滑体的解体和溃散,不同结构面组合成的不同类型结构体控制着黄土滑坡的原型和规模。边坡构造应力既造就了结构面,又不断地改造和松动着结构面,甚至扩展结构面,持续地肢解着边坡的完整性。由此确认,边坡构造应力是单体滑坡形成的主要驱动力,它是黄土滑坡的“第二元凶”。

2.1 黄土结构面类型

对于黄土结构面的研究,开始主要集中在黄土节理上,较之于黄土本身的研究开始晚。李希·霍芬、别尔格等外国学者和专家在研究黄土时,对其表面的节理进行过描述(王景明,1996);潘德扬(1956)在其著作中专门提及了黄土节理;之后,孙广忠发现黄土边坡呈折线或楔形体破坏,随后其在陇东、陇西和山西等地发现了黄土构造节理(孙广忠,1989);王景明(1996)发现上更新统的新老黄土中普遍存在构造节理,其力学性质清楚,方向性强,并将黄土节理进行了分类,纠正了一直以为的黄土中只存在原生节理的错误认识;张咸恭等(2000)将土体中的结构面分为原生和后生的两大基本类型,其中的原生结构面主要指层面、层理面和夹层等,后生结构面包括内动力产生的断层和构造裂隙面以及各种外动力产生的各种结构面(包括风化裂隙面、滑动面、滑坡裂隙面和卸荷裂隙面等)。通过大量的野外调查,根据结构面的成因及主要特征,本文将影响黄土边坡稳定性的常见结构面归为10种类型,包括:①黄土原生节理,②黄土垂直节理,③黄土构造节理,④黄土风化节理,⑤黄土湿陷节理,⑥黄土滑塌(坡)节理,⑦黄土卸荷节理,⑧由断层产生的黄土构造节理,⑨黄土与古土壤、泥岩、基岩、阶地面的整合、不整合接触面,⑩饱水带和基座软化带、液化带等。

2.2 典型黄土边坡结构面特征

(1) 泾阳南塬黄土边坡结构面特征

泾阳南塬位于陕西省西安市的西北方向,是关中盆地渭北黄土台塬的北缘,塬面高出泾河30~90 m,海拔450~500 m,呈宽度不一的带状分布。塬边斜坡坡度较陡,一般在40°—70°之间。该塬受断裂、地形地貌和河流侵蚀的影响,滑坡众多,地貌变化强烈(许领等,2010段钊等,2016)。为了研究黄土边坡内部结构,在滑坡极为发育的蒋刘村段和庙店村段开挖了4个平硐。在蒋刘村滑坡坡体上开挖的2个平硐如图 7所示,左侧平硐A1位于1984年发生的滑坡后壁,深40 m,平硐只有在前10 m范围内有节理裂隙发育,后30 m硐壁无节理裂隙发育;右侧平硐A2位于2014年12月发生的滑坡后壁,深35 m,平硐内部除了一些表面卸荷剥落之外,无节理裂隙发育。

图 7 蒋刘村新老滑坡平硐 Fig. 7 Adits of landslides in Jiangliu Village

在庙店村开挖的2个平硐如图 8所示,平硐位于滑坡的西侧未滑移的原始边坡上。下平硐P1开挖在第5层古土壤下部,平硐距离坡脚垂直高差20 m,上平硐P2开挖在第4层古土壤上部,平硐距离坡脚垂直高差29 m。下平硐P1共发育有贯通性裂缝10条,上平硐P2共发育有贯通性裂缝8条。

a—平硐位置图;b—平硐裂隙分布图 图 8 西庙店村平硐 Fig. 8 Adits in Ximiaodian Village

通过两处平硐结构面发育情况的分析可以发现,2014年新发生的滑坡后壁边坡未见节理裂隙,30多年前(1984年)的滑坡后壁,边坡仅在10 m以外发育节理裂隙,未滑移的原始边坡不同深度都发育有节理裂隙,这表明泾阳黄土边坡的滑动主要受节理裂隙控制。当边坡内部节理裂隙发育到一定程度后,滑坡沿着最后一道节理裂隙的位置滑动,所以新发生的滑坡后壁上平硐中无任何节理裂隙。当滑坡发生后,随着时间的推移,节理裂隙由边坡外侧向坡体内部缓慢产生,1984年发生的滑坡,在经历30年时间后,向边坡内部10 m的范围内产生了新的节理裂隙。未滑移的原始边坡,边坡内部节理裂隙极其发育,最大发育深度可达距离塬边30 m处,将来随着节理裂隙的进一步增多和向内发育,必将沿着最后一道节理裂隙发生滑移,节理裂隙发育的深度越深、位置越靠后,孕育的黄土滑坡规模越大。

(2) 西安白鹿原边坡结构面特征

2011年9月17日发生的西安灞桥滑坡(图 9a),位于西安市灞桥区席王街办石家道村,白鹿塬北坡,紧邻灞河西岸,滑坡共造成32人死亡(庄建琦等,2015)。为了研究白鹿原黄土边坡地质结构,在灞桥滑坡西北侧边坡中部开挖一个平硐。平硐共有12条裂缝出露,可分为三组(图 9b):第一组L1(18~20 m)、第二组L2(26~30 m)、第三组L3(38 m)。这些裂缝均为张拉性质,宽度从几个毫米到十几厘米不等,在古土壤层中宽度大,且有分支,而在黄土层中多归为一条,且较窄,平硐裂缝分布如图 9b所示。通过平硐揭示的边坡内部节理分布,与灞桥滑坡相对比,发现2011年9月17日发生的西安灞桥滑坡,其滑动面的位置和最后一道裂缝f12的位置是一致的,这表明西安灞桥滑坡是沿着边坡深部节理面滑动。同时调查发现,在平硐中的裂缝也有水入渗携带充填物的痕迹,这说明西安白鹿原的黄土边坡也是由节理裂隙控制,节理裂隙不仅是结构面分割边坡,也是优势渗漏通道,导致地表水入渗至坡体内部,降低边坡稳定性,形成黄土层内软弱带,在节理面和易滑软弱层的共同控制下,诱发黄土层内滑坡的发生。

图 9 白鹿原滑坡及平硐 Fig. 9 Bailuyuan Landslide and the adit

(3) 甘肃黑方台边坡结构面特征

甘肃省永靖县盐锅峡、八盘峡库区的黑方台,距兰州市约40 km,属黄河4级阶地,台面高程在海拔1700 m以上,总面积13.44 km2。黑方台卫星影像如图 10a,图中黄色部分为滑坡群发的地段,分布有大小、新老滑坡50多个,新老迭置,彼此相连。通过野外调查发现,黑方台滑坡群的形成明显受断层和构造节理控制。在黑方台东侧公路边的台塬剖面上发现四组断层,下部基岩错距为2.0 m,基岩内的断层破碎带贯通至上部的黄土层中,上部黄土层错距为0.25 m(图 10b10c),黄土层中断层破碎带通达地表,这种基岩与黄土层同步破裂十分普遍,在黑方台西侧也发现同样的现象。

a—黑方台航拍影像;b—基岩中的断层破碎带上穿黄土层中;c—黄土层中断层破碎带通达地表 图 10 黑方台的断层和构造节理 Fig. 10 Faults and structural joints in Heifangtai

断层破碎带从地表至基岩内部,不仅将黄土边坡切割分离,并且形成了贯穿上下的水的渗流通道,使地表水快速进入基岩内部,形成基岩层内软弱带。断层破裂带作为结构面将切割边坡,形成了滑坡的侧壁和后壁,基岩层内软弱带构成滑坡的底滑面,二者共同作用下,控制着黑方台滑坡群的发生。

2.3 黄土边坡结构体及控滑模式

黄土边坡存在不同成因、不同规模、不同性质和不同时期的结构面,它们之间在黄土体内部的穿插、切割和汇聚成形态不一、大小不等的块体,也就是黄土结构体,这些结构体控制着单个黄土滑坡的原型。

经调查,黄土高原的黄土边坡地质结构大致可以分为六类(图 11),分别是:①黄土层内边坡,②黄土-泥岩边坡,③厚层黄土-基岩边坡、黄土阶地面边坡,④黄土-泥岩-基岩边坡,⑤薄层披覆黄土-基岩边坡,⑥黄土-冲积层-基岩阶地型边坡。统计表明,黄土层内边坡占黄土高原地区黄土边坡地质结构的大多数;黄土-泥岩边坡,分布于陕北延安周边、陇西、宁南和兰州周边;黄土-泥岩-基岩边坡和黄土泥岩边坡类似,其分布规律相同;而黄土-基岩边坡主要分布于韩城、晋西—吕梁地区、铜川周边以及黑方台。

图 11 黄土边坡典型地质结构 Fig. 11 Typical geological structures of loess slope

通过泾阳塬边、白鹿原边、黑方台上部、洛川塬边以及董志塬边等滑坡易发高发地段的调查,发现在形成原始滑坡结构的过程中,会首先出现一条或多条平行于塬边的裂缝或串珠状落水洞,进而在滑坡后缘两侧发生垂直或与裂缝斜交的两条结构面,这两条结构面的出现和后缘拉裂缝相组合,控制着滑坡的规模,地表的原始黄土滑坡结构体已经呈现,加之与地下的软弱结构面组合,形成了黄土滑坡在滑动前的三维结构体。现将结构体模型概化为如图 12的六种类型。

图 12 黄土边坡结构体孕滑模式 Fig. 12 Formation and sliding mode of loess slope structure

这六种模式,在三维空间上都是由后缘的断层和构造节理所形成的拉裂缝和滑坡后缘垂直或斜交的控制结构面与下伏岩土体中的易滑层组合以后,形成的黄土滑坡结构体。由于参与滑坡启动的滑体物质不同,或者底滑面的不同,滑动时所需要的启动力也有差异。黄土、泥岩、基岩由于在物理力学性质上的不同,黄土中的一些垂直节理、构造节理很难向下延伸而切穿下伏地层,只有在该地区在新构造运动时期或之前的地质历史时期有构造断层或发震断层的影响下,才会涉及到黄土地层下伏的泥岩、基岩。这也就是黄土高原许多地区既有黄土层内滑坡,也有黄土基岩滑坡的原因。

3 黄土特殊灾变力学行为与致滑机制

黄土是一种易于灾变的特殊性土,其独特的物质组成和结构使得在黄土地区进行各项工程建设时,都不同程度地遇到诸如湿陷、滑塌等一系列工程地质问题(刘东生,1985)。黄土边坡的破坏与黄土体的结构性及水敏性具有直接的联系。

3.1 黄土的结构性

天然沉积的土都是具有结构性的土体,而土体结构性的研究被誉为21世纪土力学的核心问题。结构性使得黄土具有保持原有结构不被破坏的能力,一旦结构发生破坏,相应的力学性质也将发生变化。黄土的结构性包括构成土体的颗粒形状、大小、粒度分布,孔隙的形态、大小、孔径分布,以及颗粒在空间上的排列状态、胶结形式等(胡再强等,2000骆亚生和张爱军,2004)。

(1) 黄土的颗粒特征

颗粒分析结果显示,构成黄土的主要粒度包括粘粒、粉粒和砂粒,其中直径较小的粘粒很少单独出现,通常相互粘聚或附着于大颗粒表面,形成不同形态的颗粒体出现在粘性土中,颗粒体之间相互堆叠,在黄土中形成不同类型的堆叠结构。

(2) 黄土的孔隙特征

压汞实验测得的典型黄土孔径分布曲线如图 13所示,曲线中存在3处明显的转折点0.02 μm、3 μm、10 μm,将曲线分成四段,每一段都有固定的斜率,代表这区间内的孔隙具有自相似性,因此这三个分界点就可以作为区别各自相似孔隙的界线孔径,对应的区段分别表示微、小、中、大孔隙。大孔隙的孔壁颗粒多为碳酸钙胶结形成筒壁状,结构稳定。中孔隙是由一定的骨架颗粒相互支架堆积所造成的架空孔隙,其孔径远比构成孔隙的颗粒大。小孔隙也叫粒间孔隙,是指颗粒在空间上呈镶嵌排列而形成的粒间缝隙,孔隙体积较中孔隙小,结构比较稳定。土体中起骨架作用的集粒内的孔隙构成黄土中的微孔隙。

图 13 典型黄土孔径分布曲线 Fig. 13 Distribution curve of typical loess pore diameter

(3) 黄土颗粒间的联结特征

组成黄土的颗粒间一般为点接触,但也有少数面胶结接触方式。组成四种主要结构:架空结构、分散结构、镶嵌结构以及胶结结构。分散结构的颗粒体之间无接触,受力时极容易被压密,因而属于欠稳定结构;架空结构中的接触方式具有接触面积小的特点,轻微扰动下容易产生断裂或错动,属于亚稳定结构;此外,水膜楔入的作用下,颗粒体表面包裹的“粘粒膜”强度将被削弱,因此架空结构又是一种非抗水性结构体系。风成黄土的颗粒联结特征以架空结构为主,这种结构的土体,在应力水平较低的情况下,具有一定的强度和稳定性,但是在应力水平较高或者水作用参与下,结构容易崩溃破坏,土体强度降低,导致坡体失稳。

3.2 黄土水敏性

黄土水敏性是指水参与作用下黄土表现出的多种独特水理特性。工程建设当中已发现,黄土遇水后会发生崩解、湿陷、溶蚀现象,当荷载作用后,又会发生流变、液化、滑动等变形破坏现象,这些现象都归属为黄土对水环境变化的敏感性表现。黄土的“水敏性”一词由谢定义(1999)教授首先提出,是指低含水条件下具有高强度和低压缩性的黄土,一旦浸水或增湿时会发生强度大幅降低并伴随变形大幅增加的特性。

黄土的水敏性表现为结构屈服应力随初始含水量的增加逐渐减小,可以采用幂函数的形式进行拟合表述(图 14a),该曲线以左的应力点,在持续增湿作用下达到曲线时,将发生结构的屈服,因此该曲线也称为结构屈服线(LC曲线)。抗剪强度是黄土中另一个重要的力学性质指标,不同固结围压下黄土抗剪强度的水敏性表现为在水的软化作用下,黄土的抗剪强度降低。黄土的抗剪强度是由摩擦强度与粘聚强度两部分组成,从图 14b可见黄土抗剪强度的水敏性主要表现为粘聚力c′随含水量的增加呈对数形式的下降,而内摩擦角φ′几乎不具有水敏性。根据摩尔-库伦强度准则的表达式可知,固结围压是影响黄土抗剪强度水敏性的因素之一,浅埋黄土层中,上覆土层重度较小,粘聚强度成为构成黄土抗剪强度的主要部分,相关学者在研究黄土粘聚强度时认为,黄土中的粘聚力是颗粒体间分子引力、固化联结、胶结联结、以及土-水接触面毛细上升力的综合反映,这其中固化胶结作用对粘聚力的贡献显著,水对胶结物的溶解作用是影响黄土粘聚力水敏特性的主要因素,因此,浅埋黄土层的抗剪强度水敏程度较高;随着土层深度的增大,摩擦强度在抗剪强度中所占的比例逐渐增大,由于内摩擦角几乎不具有水敏性,导致土体的抗剪强度水敏性降低。

a—黄土结构屈服应力随含水量变化图;b—黄土强度参数随含水量变化图 图 14 水敏性黄土结构及强度软化线 Fig. 14 Structure and yield line of water-sensitive loess
3.3 饱和黄土的静态液化

松散饱和土体由于主应力的变化而引起的液化破坏通常称为“静态”液化,是土体水敏性的一种极端表现。通过CTC剪切试验得到的硬塑状态和流塑状态下均质黄土的有效应力路径曲线(图 15),分别代表了不同湿度状态下的土体在外力作用下应力变化过程,将土体在相同湿度条件下的峰值强度点、稳态强度点连接成直线即为该状态下的临界状态线,临界状态线在偏应力q轴上的截距为该状态下土体的抗拉强度。

图 15 CTC不排水有效应力路径及不稳定区 Fig. 15 CTC undrained effective stress path and the unstable region

无论拉张状态还是压缩状态,饱和黄土的峰值临界状态线(CSL-1)、天然黄土的稳态临界状态线(CSL-2)与饱和黄土的稳态临界状态线(CSL-3),当水-力状态点达到CSL-3时,土体的强度不受球应力的影响沿着该曲线滑动,此时处于液化状态,液化后土体中的粘聚力接近0。上述三条临界状态线将饱和—非饱和黄土的应力空间分为三个不同的区域,其中,饱和黄土峰值临界状态线与天然黄土的稳态临界状态线将黄土的稳态应力空间分为稳定区与增湿破坏区,增湿破坏区由一系列相互平行的临界状态线组成,当含水状态与应力状态不匹配时就会产生失稳现象;任意受力状态下饱和黄土的应力路径曲线与其稳态临界状态线构成了潜在液化区,该区域的上限由一系列形如“子弹头”屈服线组成,只要受力条件连续稳定,黄土就会产生液化势。此类破坏的研究发现,液化或不稳定启动时的有效摩擦角远远小于稳态摩擦角,这也是很多黄土滑坡高速启动的原因。

4 动水渗透作用下黄土滑坡促滑机制 4.1 黄土边坡优势渗流通道

水是滑坡等地质灾害最积极的诱发因素,水的来源包括自然降水和人为水事活动(例如灌溉)。目前众多学者对水是如何进入黄土中的这一科学问题开展了相关研究,成果表明地表水在均质完整的黄土中入渗深度是非常有限的,不足以诱发大规模的黄土滑坡(Tu et al., 2009; Li et al., 2016)。但是野外调查发现,黄土地区发现大量的节理、裂缝和落水洞等,这些黄土中的优势渗流通道对地表水的入渗起到了主导地位,优势渗流通道的存在使得地表水能更加快速的入渗至土体的更深处,促使地下水位升高,这会导致滑动面上的有效正应力减小,土体抗剪强度降低,最终诱发滑坡。这说明黄土中的优势渗流通道对黄土滑坡的形成起到了关键作用。

基于野外资料以及其他学者的研究成果,可以从微观、细观、宏观三个尺度对黄土优势渗流通道进行分类,其中微观优势渗流通道主要是指黄土中的大孔隙;细观优势渗流通道主要指黄土中具有强渗透性的节理裂隙、断层以及黄土中的虫孔、根孔;宏观优势渗流通道是指黄土中水可以自由出入的、开放性的裂缝和落水洞。

4.2 动水渗流过程及致滑机制

黄土边坡动水渗流及致滑过程大致有如下几个阶段:首先,表水渗入黄土浅表部,由于黄土水敏性的原因,土体强度降低,诱发深度一般不超过3 m的浅表崩塌和溜滑灾害;然后,水沿着微、细、宏观优势通道进入黄土深部后,在一定深度形成厚度20~30 cm的高饱和含水层,成为坡体中的软化层带,为诱发深度约20~30 m左右的深层滑动提供了底滑带;其后,水沿结构面渗透冲蚀扩展结构面,既松动了结构面,又对坡体形成静、动水压力,派生出巨大的侧向压力,增大了边坡向下滑移的力量(图 16);除此之外,钻探剖面可以看出靠近塬边位置有着非常明显的水力坡降带,沿此带水力梯度较大,向下的渗透力增加,对土体的拖拽力增大,边坡稳定性降低;再后,水在软化带和易滑层中聚集产生超孔隙水压力,使其强度变的很小,产生静态液化而启动滑坡。

图 16 边坡静动水压变化模型图 Fig. 16 Model diagram showing static and dynamic water pressure changes of the slope
4.3 水作用下黄土滑坡双液化模型及灾害放大效应

一些黄土塬边的黄土滑坡往往具有高速启动、远程滑动的特点,致灾性较强,究其原因,与水作用下的双液化现象有关(图 17)。

图 17 黄土滑坡双液化模型 Fig. 17 Double liquefaction model of loess landslide

(1) 静态液化高速启动机制

边坡黄土的静态液化是动水渗透及土体变形发展的结果,其过程用下述步骤表示:灌溉或强降雨渗透形成饱和带→降低黄土的cφ值并在黄土层内形成滑裂面→引起滑体蠕动变形→饱和黄土轻微液化→滑体滑动→液化程度加深(至完全液化)→滑体高速滑动。滑坡发生前,虽然一些滑坡后缘出现有明显裂缝,真正快速滑动时却毫无征兆,坡体往往突然从塬面“坐”下,说明滑动时启动速度极快,极易造成人员伤亡事故。

(2) 剪切液化远程滑动机制

滑体沿着滑床从斜坡上以极快的速度滑动,巨大的冲击力和高变形能在滑道上释放,滑道上的饱和砂质粉土层或滑体黄土,在持续和剧烈的振动作用下迅速液化,托着滑坡“飘”在空中远行,链生转化为具有高速、远程、溃散和铺撒等特征的黄土泥流,从而扩大了灾害的影响范围。

5 工程扰动应力驱动黄土滑坡机理 5.1 工程开挖黄土滑坡机理

卸载型黄土滑坡的发生,与边坡开挖后的应力变化有关。在施工中,短时间内大量坡脚土体被挖去,坡脚处应力集中带剪应力增大,进入屈服状态,产生回弹和松弛作用(万琪等,2018)。局部的剪切屈服,向内向上扩展到其他部位,并逐渐向坡顶发展,牵引坡面或坡顶产生张裂缝(图 18)。坡顶裂缝解除了部分土体束缚力,又加强坡脚挤压应力。裂缝与压应力交替增大,互为因果,直到发展成一条连贯的屈服面,坡体整体失稳破坏。由于裂隙的出现,如果施工期间遇上降雨,雨水灌入更是会加剧坡体的破坏。

图 18 边坡开挖离心机试验结果 Fig. 18 Results of the centrifuge test in the slope excavation

开挖诱发滑坡的主要力学特征表现在其位移随时间延续所呈现的不同阶段:蠕动变形阶段、滑移变形阶段、裂隙扩展阶段和滑坡失稳阶段(唐东旗, 2013)。每个阶段的特点如下。

(1) 蠕动变形阶段

由于坡体被开挖,坡体内部局部出现蠕动变形,在边坡眉峰或顶部出现拉张裂缝,坡脚开挖区发生移动变形。

(2) 滑移变形阶段

坡脚开挖改变了土体内部的应力和重力场,同时由于开挖土体,形成了降雨入渗路径,对开挖表面产生一定的侵蚀破坏,开挖表面坡度较大,表面径流对开挖表面也会产生一定的影响。由于应力集中和降雨的影响,再加上边坡重力作用和黄土自身特性,在边坡顶部形成一个拉张区域,裂隙随着时间的变化在深度和宽度上也会发生变化,并不断向深处扩展。

(3) 裂隙扩展阶段

黄土裂隙形成后,在持续性强降雨作用下,降雨表面径流进入裂隙中,由于黄土强度因子极低,裂隙便会在雨水作用下持续向下延伸。在宏观上,这一过程也是渗流导致土体强度渐进劣化损伤的过程,土体应力的改变和土体裂隙的损伤扩展,导致裂隙土体的渗透特性变化,将改变渗流场的分布。同时,裂隙产生后,降雨入渗会沿开裂路径优先入渗,诱发裂隙扩展并促使位移持续发生,土体应力的损伤演化与渗流之间的作用是相互耦合的。在裂隙附近产生应力集中,集中的程度一旦超过土的峰值强度时,该点开始破坏,裂隙便会向下一个应力集中方向扩展,直到裂隙没有水灌入为止。

(4) 滑坡失稳阶段

裂隙贯通,在持续性强降雨作用下,雨水沿坡体裂隙渗透进入坡体内部,并形成暂时的渗流场,一方面增大了坡体重量,产生了不利于边坡稳定的渗透压力;另一方面雨水的入渗,使土体软化,降低了土体的抗剪强度。随着大量雨水的持续性灌入,在以上两种因素以及其他因素共同作用下,裂隙快速向下延伸并最终贯通,诱发滑坡。

5.2 工程堆载黄土滑坡机理

堆载触发的黄土滑坡,与卸载一样,都是受扰动后边坡应力变化的结果。堆载作用下边坡土体应力变化过程,可以用摩尔应力图表示(图 19)。在天然斜坡稳定状态,垂直和侧向应力为σ1σ3,偏应力(σ1-σ3)之值较小,没有达到土体抗剪强度的极值。随着工程堆载,σ1σ3值逐渐增大,σ1增加大幅度大于σ3,偏应力(σ1-σ3)值随之增大,当应力圆与抗剪强度包线相切时,土体发生剪切破坏。因此,堆载触发边坡破坏的实质是由于偏应力(σ1-σ3)增大,导致土体发生剪切破坏,加载引起的滑坡多为推移式滑坡。

图 19 堆载作用下边坡土体的应力变化 Fig. 19 Stress variation of the slope soil under loading

堆载触发的黄土滑坡主要受控于坡顶拉应力和坡体内剪应力的集中程度,滑坡的形成一般经历以下几个阶段(吴迪,2015)。

(1) 加载作用下的应力重新分布阶段

天然条件下,黄土斜坡内的应力分布一般情况下能够适应自身的形态与力学性质,所以不会发生斜坡破坏。但是坡体内的应力水平有很大的差异。一般情况下在斜坡顶部是拉应力比较集中的部位,而在坡脚是剪应力比较集中的部位。在堆载过程中,短时间内大量荷载施加于坡体,坡体内土体应力应变随之响应,竖向应力急剧增大,水平应力增幅相对较小,导致偏应力增大;随着应变的增加,坡体蓄积的应变能逐渐增大,堆载区边缘形成拉应力集中带,坡体中下部形成剪应力集中带。

(2) 滑带形成阶段

黄土边坡内部土体在剪应力的作用下,首先在应力最集中的部位发生蠕变,尤其在坡脚部位蠕变现象更为显著,坡体蠕滑变形释放能量,斜坡不会发生整体破坏。随着时间的推移,黄土的抗剪强度也随着蠕变的发展逐渐减小,为了释放逐渐增加的应变能坡体蠕变的范围也逐渐扩大。随着加载作用实施,斜坡顶部荷载区边缘拉应力区也在增大,拉应力超过边坡土体的抗拉强度时,便产生拉裂,坡体表现为荷载区前后边缘断续的出现拉张裂缝区。堆载作用下,堆载区前后两侧形成拉张破坏区,拉张区裂缝逐渐向下延展,剪应力集中带出现剪切裂缝,随着拉张裂缝和剪切裂缝的相向延展,滑带的雏形基本形成,具有典型的双滑带特征(图 20)。堆载区前部拉张区裂缝向下延展与剪切带裂缝贯通形成浅层滑带,剪出口一般在坡体中部;堆载区后缘拉张区裂缝向下延展与深层剪切裂缝贯通形成深层滑带,剪出口一般在坡脚附近。

图 20 堆载型滑坡的双滑带特征 Fig. 20 Characteristics of double slide zones of load-induced landslide

(3) 滑动破坏阶段

随着拉张裂缝向下延展,由于剪应力作用而形成的剪切蠕变带逐渐由坡脚向坡体内部扩展。当拉张裂缝带与剪切带在空间上联通以后,整个滑带贯通,进而导致斜坡的整体破坏。

5.3 工程振动黄土滑坡机理

除了地震外,打桩、强夯、爆破、车辆以及动力机械等人工振动也会引起地基及边坡的灾害响应(洪昌庆,1992李维光,2008杨喆等,2010)。作者在陕北油田黄土滑坡的调查中也发现了数起因钻机振动而诱发的滑坡实例。相对地震荷载而言,工程振动一般具有“长持时、小振幅”的特点,且多为循环荷载。在这种荷载作用下,黄土边坡的破坏过程及机理如下。

(1) 边坡中上部黄土的振动损伤及振陷

边坡中上部的黄土含水量相对较低,在动力长时间的作用下发生胶结的破坏,产生损伤,损伤的进一步扩展,破坏了黄土的结构性,黄土中的大中孔隙结构逐渐遭到破坏,粉粒在动力荷载作用下,移动到周围的比自身粒径相对较大的孔隙中,这样土体就会变得密实起来,从而产生了残余应变,且残余应变随着施工荷载振动时间的延续而增长,这样黄土边坡体在施工振动荷载(如钻井、强夯等)作用下,累积变形渐渐地产生,进而导致振陷发生。

(2) 边坡深部饱和黄土的局部液化

深部的土体虽然由于振动的衰减,所受振动荷载相对较小,但是由于振动持续时间很长,导致变形积累,孔隙水压力逐渐上升,扰动区域内的土体尤其是坡脚处的土体很可能会出现液化现象,并随着时间和扰动的大小逐渐向外扩展,从而使周围坡体的强度逐渐降低,加剧了黄土斜坡的失稳。

(3) 滑面的形成及扩展

随着施工动荷载不断施加,边坡体的应变渐渐累积,与此同时土体液化范围也不断增大,边坡的应力状态在振动荷载的不断作用下也进行着相应的调整。剪切破坏后的黄土在振动荷载的继续作用下,土的土体结构和强度遭到进一步的破坏,破坏区域逐渐向坡体内部潜在滑动面发展,随着破坏土体的范围不断扩大,滑动面就会贯通整个坡体。

(4) 滑坡体的高速启动

在滑动面彻底贯通整个坡体后,滑体的下滑力就会远远大于滑面上的抗滑力,此时,滑坡体就会在自重作用和工程振动荷载作用下沿着滑动面迅速地向下滑动。

6 结论

(1) 区域构造应力是黄土高原滑坡分区分带群发的主要驱动力,它控制了滑坡群发的大致位置,是黄土滑坡的“第一元凶”。

(2) 边坡构造应力既造就了结构面,又不断地改造和松动着结构面,甚至扩展结构面,持续地肢解着边坡的完整性,它是单体滑坡形成的主要驱动力,是黄土滑坡的“第二元凶”。

(3) 黄土是一种很特殊的土,具有极强的水敏性和强烈的湿陷性;黄土的易灾特性是黄土土体灾变的内在原因,是黄土滑坡的“第三元凶”。

(4) 地表水大量渗入黄土浅表部,引起浅表崩塌和溜滑灾害;当水沿着微、细、宏观优势通道进入黄土深部后,就可能引起深层滑坡,因此,动水渗透作用是黄土滑坡的“主凶”;

(5) 工程扰动既会改变边坡原有的应力状态,进而扩展和松动已有的结构面,某些情况下还会引起孔隙水压力的增高而导致土体液化致滑。现今,工程扰动已经成为一种诱发灾难性滑坡的重要地质营力,是黄土滑坡的“帮凶”。

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